Der Wärmehaushalt des Bodens ist abhängig von der Bodentemperatur und ihren periodischen Schwankungen im Tages- und Jahresgang. Diese Temperaturschwankungen resultieren aus dem rhythmischen Wechsel zwischen Ein- und Ausstrahlung.

Wesentliche Wärmequelle für den Boden ist die Sonneneinstrahlung, die auf die Bodenoberfläche trifft. Hier findet auch die Wärmeabstrahlung aus dem Bodenkörper statt. Von der Bodenoberfläche aus vollzieht sich sowohl die Erwärmung als auch die Abkühlung des darunter liegenden Bodenkörpers. Entsprechend hoch sind hier die Temperaturschwankungen. Das gilt für den Tagesgang (s. Abb.1), aber auch für den Jahresgang (s. Abb.2)

Abb.1: Tagesgang der Temperatur in einer Sandbraunerde in Abhängigkeit von der Bodentiefe (Worpswede; Hochdruckwetterlage im August) (Abb. nach MIESS 1968, zit. bei SCHEFFER / SCHACHTSCHABEL 2002, S. 258)		Abb.2: Jahresgang der Temperatur in einem Boden bei Königsberg in Abhängigkeit von der Tiefe (Abb. nach SCHMIDT & LEYST in GEIGER 1961, zit. bei SCHEFFER / SCHACHTSCHABEL 2002, S. 258)

Dieser allgemeine Verlauf wird durch die spezifischen Bodeneigenschaften und Standortbedingungen vor Ort modifiziert. Grundsätzlich ist der Wärmehaushalt abhängig von der Sonneneinstrahlung als Energiequelle, geothermische Wärmequellen können in diesem Zusammenhang vernachlässigt werden. Menge und Intensität der Sonneneinstrahlung sind abhängig von der geographischen Breite, Bewölkungshäufigkeit, Höhenlage sowie der Hanglage (Inklination) und seiner Ausrichtung auf eine bestimmte Himmelsrichtung (Exposition). Darüber hinaus spielen das Absorptionsverhalten der Bodenoberfläche, die Phasenzusammensetzung des Bodenkörpers, seine Wärmeleitfähigkeit und Wärmekapazität eine Rolle (s. Bodentemperatur).

Das Absorptions- und Reflexionsverhalten der Bodenoberfläche wird u.a. durch seine Oberflächenstruktur (rau oder glatt) und seine stoffliche Zusammensetzung (mineralisch oder organisch), die Färbung (hell oder dunkel), den Bodenfeuchtegehalt sowie Art und Grad der Bodenbedeckung beeinflusst.

Das Verhältnis zwischen eingestrahlter und reflektierter Sonnenenergie wird als Albedo bezeichnet und in % der einfallenden Strahlung ausgedrückt. Je weniger Strahlung reflektiert wird, desto höher ist die Wärmeabsorption. So ist die Albedo von unbewachsenen (dunkel gefärbten) Ackerflächen sehr gering, so dass nur etwa 10-20% der Einstrahlung reflektiert werden. Extrem hohe Albedo-Werte erreichen frische Schneedecken mit mehr als 85% Reflexion. Grundsätzlich absorbiert eine dunkle Bodenoberfläche mehr Strahlung als eine helle und nimmt damit mehr Wärme auf. Umgekehrt ist eine helle Oberfläche mit einer hohen Strahlungsreflexion und entsprechend geringer Wärmeaufnahme verbunden.

Weiterhin spielt der Wassergehalt des Bodenkörpers eine Rolle. So erwärmen sich feuchte und nasse Böden langsamer, weil das Wasser Energie bindet. Trockene Böden dagegen erwärmen sich schneller, können die Wärme aber weniger gut speichern und geben sie schneller wieder ab.

Der Transport der eingestrahlten Wärme im Boden verläuft über drei Mechanismen:

• Wärmestrahlung : Der Wärmetransport erfolgt über die Ausbreitung elektromagnetischer Wellen spielt vor allen Dingen beim Energieaustausch zwischen Atmosphäre und Bodenoberfläche eine Rolle.
  
• Wärmeleitung : beruht auf der Übertragung kinetischer Energie beim Zusammenstoßen von Molekülen und ist der wichtigste Mechanismus zum Wärmetransport in humiden Böden.
  
• Wärmeströmung (Konvektion): Wärmeenergien werden durch Wasserdampftransport und Wasserfluss (Grundwasser) verlagert.

Für die Lebewesen im und am Boden ist der Wärmehaushalt des Bodens insofern von großer Bedeutung als alle Lebensvorgänge durch die Zufuhr von Wärmeenergie beschleunigt werden (RGT-Regel; s. Bodentemperatur). Die Abhängigkeit der physiologischen Prozesse von der (Boden-)Temperatur folgt dabei einer Optimumkurve mit Temperaturminimum (= untere Grenze für das Einsetzen der Prozesse, ca. 0-5°C), Temperaturoptimum (= optimale Intensität, ca. 20-30°C) und Temperaturmaximum (= obere Grenze für die Aufrechterhaltung der Prozesse und beginnende Plasmakoagulation, ca. 40-50°C; vgl. SCHROEDER 1992, S. 136).

Weitere Informationen:

• Bodentemperatur
• Bodenaktivität

Literatur:

Gisi, U./ Schenker, R./ Schulin, R./ Stadelmann, F.X./ Sticher, H. (1997): Bodenökologie - 2. Auflage - Stuttgart; New York: Thieme.
Hintermaier-Erhard, G./ Zech, W. (1997): Wörterbuch der Bodenkunde. Stuttgart: Enke.
Scheffer, F./ Schachtschabel, P. (2002): Lehrbuch der Bodenkunde - 15. Auflage -. Heidelberg; Berlin: Spektrum Akademischer Verlag.
Schroeder, D. (1992): Bodenkunde in Stichworten - 5. Auflage - Berlin; Stuttgart: Borntraeger.